¿Cómo hacen los científicos para determinar la edad de las rocas y de los fósiles?
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Muchas veces me han preguntado cómo puede afirmarse que el mundo ha existido por tantos miles de millones de años, o cómo es que podemos estar seguros de que tales o cuales animales han existido en una época determinada. El público en general no está familiarizado con los métodos e instrumentos que se emplean para determinar fechas, pero si bien sus bases científicas rigurosas son muy complejas, es posible dar una idea general sobre el asunto.
En la primera parte de este artículo, aquí, vimos como los científicos comenzaron a interesarse en la edad de nuestro planeta y en la de los fósiles que encontraban. Ahora examinaremos con más detalle los métodos que utilizan.
Como siempre, espero que este pequeño esfuerzo de divulgación sea de utilidad para mis lectores.
H.R.
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Los métodos de datación radiométrica
Uranio-plomo
De todos los métodos utilizados hoy en día, el de uranio-plomo es el más antiguo y, para muchos, el más confiable, ya que tiene un sistema natural integrado de doble chequeo que permite detectar muy fácilmente cualquier alteración que se haya producido por modificaciones del material.
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Serie de desintegración radiactiva del uranio.
© fisica-alperit.blogspot.com
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En la naturaleza, el uranio aparece con dos isótopos cuyos pesos atómicos son 235 y 238 y a los que por lo tanto llamaremos 235U y 238U. Los isótopos son formas ligeramente diferentes de un mismo elemento y que por lo tanto tienen el mismo número de protones en su núcleo (en el caso del uranio son 92) pero con un número diferente de neutrones (en este caso, 143 y 146 respectivamente). El peso atómico de cada isótopo es, simplemente, el resultado de la suma de sus protones y sus neutrones. Ambos son radioactivos y van liberando una cascada de partículas que no se detiene hasta que se han convertido en plomo.
El caso es que sus cascadas radioactivas (es decir, sus series de desintegración) no solamente son diferentes sino que también sus tasas de desintegración (y por lo tanto sus vidas medias) son diferentes. El 235U se convierte en 207Pb (plomo 207) con una vida media de 704 millones de años, mientras que el 238U se transforma en 206Pb (plomo 206) con una vida media de 4470 millones de años.
Así, cuando un gránulo de material toma su composición definitiva (específicamente, cuando se enfría hasta estar por debajo de su temperatura de bloqueo, o sea aquella temperatura en la que los isótopos que lo componen dejan de moverse libremente) pone a cero su reloj radioactivo. Los átomos de plomo creados por el uranio quedan atrapados en el cristal y se acumulan con el tiempo.
Si nada hace que el gránulo de material libere su plomo, el fechado es bastante directo en su concepto. En una roca de 704 millones de años el 235U se encuentra justo en su vida media y habrá una cantidad igual de átomos de 235U y de 207Pb (la proporción Pb/U será 1). En una roca que tenga el doble de edad habrá un átomo de 235U por cada tres de 207Pb (Pb/U = 3), y así sucesivamente. Para el caso del par 238U/207Pb la idea es la misma, aunque los períodos serán mayores. Si se toman varias rocas de diferentes edades y se plotean en una gráfica las proporciones de sus respectivos pares, los puntos formarán una línea denominada “concordia”.
Rubidio-estroncio
A menudo, para la datación de las rocas también es utilizado el par rubidio-87/estroncio-87 (87Rb/87Sr), el cual se encuentra asociado a un isótopo no radiactivo, el 86Sr, que se utiliza para verificar las concentraciones iniciales de los isótopos. Por razones químicas, muchas veces puede ser empleado conjuntamente con el sistema potasio-argón en el estudio de las mismas muestras.
El 87Rb es un radioisótopo que se desintegra naturalmente produciendo 87Sr, con un período de semi-desintegración de 48 800 millones de años. El uso de estos isótopos para la datación radiométrica fue desarrollado principalmente por Fritz Strassman.
Los valores obtenidos con el método rubidio-estroncio resultan ser muy similares a los obtenidos con el sistema uranio-plomo (con las pequeñas diferencias que se generan por no conocer con precisión absoluta los períodos de semi-desintegración).
Potasio-argón
El caso es que sus cascadas radioactivas (es decir, sus series de desintegración) no solamente son diferentes sino que también sus tasas de desintegración (y por lo tanto sus vidas medias) son diferentes. El 235U se convierte en 207Pb (plomo 207) con una vida media de 704 millones de años, mientras que el 238U se transforma en 206Pb (plomo 206) con una vida media de 4470 millones de años.
Así, cuando un gránulo de material toma su composición definitiva (específicamente, cuando se enfría hasta estar por debajo de su temperatura de bloqueo, o sea aquella temperatura en la que los isótopos que lo componen dejan de moverse libremente) pone a cero su reloj radioactivo. Los átomos de plomo creados por el uranio quedan atrapados en el cristal y se acumulan con el tiempo.
Si nada hace que el gránulo de material libere su plomo, el fechado es bastante directo en su concepto. En una roca de 704 millones de años el 235U se encuentra justo en su vida media y habrá una cantidad igual de átomos de 235U y de 207Pb (la proporción Pb/U será 1). En una roca que tenga el doble de edad habrá un átomo de 235U por cada tres de 207Pb (Pb/U = 3), y así sucesivamente. Para el caso del par 238U/207Pb la idea es la misma, aunque los períodos serán mayores. Si se toman varias rocas de diferentes edades y se plotean en una gráfica las proporciones de sus respectivos pares, los puntos formarán una línea denominada “concordia”.
Rubidio-estroncio
A menudo, para la datación de las rocas también es utilizado el par rubidio-87/estroncio-87 (87Rb/87Sr), el cual se encuentra asociado a un isótopo no radiactivo, el 86Sr, que se utiliza para verificar las concentraciones iniciales de los isótopos. Por razones químicas, muchas veces puede ser empleado conjuntamente con el sistema potasio-argón en el estudio de las mismas muestras.
El 87Rb es un radioisótopo que se desintegra naturalmente produciendo 87Sr, con un período de semi-desintegración de 48 800 millones de años. El uso de estos isótopos para la datación radiométrica fue desarrollado principalmente por Fritz Strassman.
Los valores obtenidos con el método rubidio-estroncio resultan ser muy similares a los obtenidos con el sistema uranio-plomo (con las pequeñas diferencias que se generan por no conocer con precisión absoluta los períodos de semi-desintegración).
Potasio-argón
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Enrico Fermi
© Wikimedia
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El potasio, que se encuentra comúnmente en minerales tales como la arcilla, la mica, la ceniza volcánica y las evaporitas (sedimentos minerales que se producen por la evaporación de cuerpos de agua superficiales), se presenta en forma natural en tres isótopos: 39K (93,2581%), 40K (0,0117%) y 41K (6,7302%). El potasio-40 se desintegra en argón-40 (40Ar) y en calcio-40 (40Ca), con un período de semi-desintegración de 1260 millones de años. El 40Ca es la forma más común de calcio, de modo que el incremento de su abundancia producido por la desintegración del 40K es insignificante; afortunadamente, el isótopo 40Ar es mucho menos abundante, y por lo tanto resulta mucho más útil para la geocronología.
Como el argón es un gas, puede escapar de la roca fundida. Sin embargo, después que la roca se ha solidificado, el 40Ar producido por la desintegración del 40K comenzará a acumularse.
Cuando se examina una muestra para su datación, la roca se funde y se mide la composición de los gases liberados por medio de la espectrometría de masa. El contenido de 40K se mide por otros métodos, entre ello la espectroscopia de absorción atómica. De esta manera se establecen las proporciones entre el argón-40 y el potasio-40, y por lo tanto el tiempo transcurrido desde que la muestra se solidificó y comenzó a atrapar el 40Ar.
Termoluminiscencia
Las fuentes naturales de radiación que existen en el medioambiente liberan electrones en, digamos, una pieza de alfarería, y estos electrones se acumulan en los lugares defectuosos de la estructura de capas cristalinas del material. Al calentar o iluminar el objeto se liberarán los electrones capturados y se produce una luminiscencia.
Cuando la muestra se calienta a una temperatura determinada comenzará a resplandecer por la emisión de electrones liberados de los defectos, y este resplandor puede ser utilizado para estimar la edad de la muestra con una precisión de hasta un 15% de su verdadera edad.
En el caso de las rocas, la actividad volcánica pondrá nuevamente a cero el reloj. Normalmente, una temperatura mayor a 400ºC “reseteará” el reloj, por lo que la edad que obtendremos será la del momento en que se produjo ese calentamiento.
Radiocarbono o carbono 14
Como el argón es un gas, puede escapar de la roca fundida. Sin embargo, después que la roca se ha solidificado, el 40Ar producido por la desintegración del 40K comenzará a acumularse.
Cuando se examina una muestra para su datación, la roca se funde y se mide la composición de los gases liberados por medio de la espectrometría de masa. El contenido de 40K se mide por otros métodos, entre ello la espectroscopia de absorción atómica. De esta manera se establecen las proporciones entre el argón-40 y el potasio-40, y por lo tanto el tiempo transcurrido desde que la muestra se solidificó y comenzó a atrapar el 40Ar.
Termoluminiscencia
Las fuentes naturales de radiación que existen en el medioambiente liberan electrones en, digamos, una pieza de alfarería, y estos electrones se acumulan en los lugares defectuosos de la estructura de capas cristalinas del material. Al calentar o iluminar el objeto se liberarán los electrones capturados y se produce una luminiscencia.
Cuando la muestra se calienta a una temperatura determinada comenzará a resplandecer por la emisión de electrones liberados de los defectos, y este resplandor puede ser utilizado para estimar la edad de la muestra con una precisión de hasta un 15% de su verdadera edad.
En el caso de las rocas, la actividad volcánica pondrá nuevamente a cero el reloj. Normalmente, una temperatura mayor a 400ºC “reseteará” el reloj, por lo que la edad que obtendremos será la del momento en que se produjo ese calentamiento.
Radiocarbono o carbono 14
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El método del radiocarbono (muchas veces llamado simplemente “metodo del carbono 14”) es un sistema de medición radiométrica que utiliza el radioisótopo natural del carbono 14 (14C) para estimar la edad de materiales que contienen carbono y que tengan una antigüedad de hasta 58.000~62.000 años. En su forma original (es decir, sin haber sido recalibradas) las edades de datación son llamadas comúnmente como años de radiocarbono “antes del presente” (AP), siendo el “presente” definido como el año 1950.
Estas edades pueden ser recalibradas para proporcionar fechas de calendario. Uno de los usos más frecuentes de la datación por radiocarbono es estimar la edad de restos orgánicos encontrados en sitios arqueológicos. Cuando las plantas fijan el dióxido de carbono (CO2) en el material orgánico durante el proceso de fotosíntesis, incorporan cierta cantidad de 14C que equivale aproximadamente al nivel de dicho isótopo en la atmósfera (siempre hay una pequeña diferencia que es corregida en el análisis de laboratorio.
Cuando las plantas mueren o son consumidas por otros organismos (por ejemplo seres humanos o animales) la fracción del 14C disminuye a un ritmo exponencial fijo debido a la desintegración radioactiva del 14C. Comparadando la fracción remanente en la muestra a la esperada del 14C en la atmósfera se puede estimar la edad de la muestra.
La técnica de datación por radiocarbono fue desarrollada por Willard Libby y sus colegas de la Universidad de Chicago en 1949. Emilio Segrè afirmó en su autobiografía que Enrico Fermi sugirió a Libby el concepto en un seminario llevado a cabo ese año.
Libby calculó que la concentración de radioactividad constante del carbono 14 debería ser de unas 14 desintegraciones por gramo. En 1960 recibió el Premio Nóbel de Química por su trabajo. Demostró la precisión de la datación por radiocarbono estimando correctamente la edad de la madera de una serie de muestras cuyas edades eran conocidad, incluyendo a una antigua barca real egipcia del año 1850 a.C.
Nota: en la primera parte de este artículo (aquí) vimos como a los humanos se les ocurrió la idea de estudiar la edad de las rocas y de los fósiles.
Estas edades pueden ser recalibradas para proporcionar fechas de calendario. Uno de los usos más frecuentes de la datación por radiocarbono es estimar la edad de restos orgánicos encontrados en sitios arqueológicos. Cuando las plantas fijan el dióxido de carbono (CO2) en el material orgánico durante el proceso de fotosíntesis, incorporan cierta cantidad de 14C que equivale aproximadamente al nivel de dicho isótopo en la atmósfera (siempre hay una pequeña diferencia que es corregida en el análisis de laboratorio.
Cuando las plantas mueren o son consumidas por otros organismos (por ejemplo seres humanos o animales) la fracción del 14C disminuye a un ritmo exponencial fijo debido a la desintegración radioactiva del 14C. Comparadando la fracción remanente en la muestra a la esperada del 14C en la atmósfera se puede estimar la edad de la muestra.
La técnica de datación por radiocarbono fue desarrollada por Willard Libby y sus colegas de la Universidad de Chicago en 1949. Emilio Segrè afirmó en su autobiografía que Enrico Fermi sugirió a Libby el concepto en un seminario llevado a cabo ese año.
Libby calculó que la concentración de radioactividad constante del carbono 14 debería ser de unas 14 desintegraciones por gramo. En 1960 recibió el Premio Nóbel de Química por su trabajo. Demostró la precisión de la datación por radiocarbono estimando correctamente la edad de la madera de una serie de muestras cuyas edades eran conocidad, incluyendo a una antigua barca real egipcia del año 1850 a.C.
Nota: en la primera parte de este artículo (aquí) vimos como a los humanos se les ocurrió la idea de estudiar la edad de las rocas y de los fósiles.
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Las edades de la Tierra
© www.all-creatures.org
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Fuentes utilizadas:- Age of the Earth - Radiometric Dating - Radiocarbon Dating - Thermoluminescence Dating
- 123RF
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